首先估算上地殼各種巖石的體積，然後根據每種類型或典型巖石類型的平均化學成分來估算總體成分。因為大陸地殼大部分是火成巖，其次是變質巖和沈積巖，變質巖和沈積巖的原巖都是火成巖，所以這種方法主要是根據火成巖的平均化學成分。克拉克和華盛頓(1924)首先用這種方法計算出地殼中元素的豐度。他們選取了世界各地5159個火成巖全化學分析數據和676個沈積巖樣品全化學分析數據，按照它們所代表的區域計算出全球火成巖和沈積巖的平均成分，然後按照火成巖和變質巖占95%。沈積巖占5%(頁巖占4%，砂巖占0.75%，石灰巖占0.25%)，地殼上部的地殼成分計算為16km，因為當時已知的世界最高峰與最深海溝的高度差大約是這個值。同樣，維諾格拉多夫(1962)用1塊基性巖和2塊酸性巖計算了大陸地殼成分。泰勒(1964)用1花崗巖和1基性巖計算了全部地殼成分，其中花崗巖和基性巖的成分分別取自G-1花崗巖和W-1輝綠巖國際標準參考物質的成分。表1-30給出了上地殼中各種火成巖和沈積巖的相對體積。由於沒有考慮巖石成分隨深度和構造單元的變化，這種方法基本局限於70年代以前的研究。
表1-30上地殼火成巖和沈積巖的相對體積
(據泰勒等人，1985)
(2)細粒碎屑沈積巖法
這種方法也稱為goldschmidt算法。由冰川融化沈澱的細冰川粘土廣泛分布在挪威南部。戈德施密特認為，這些冰川粘土是冰川經過地區裸露巖石的天然平均樣本，代表了大面積分布的結晶巖石的平均化學成分。他分析了這種物質的77個樣本，並計算了平均值。大多數元素的含量與克拉克和華盛頓的研究結果相當壹致。而Na2 O和CaO含量較低，Taylor等(1985)極大地發展了goldschmidt的方法，提出細粒碎屑沈積巖尤其是泥質巖可以作為烴源巖出露區上地殼中巖石的天然混合樣品，對研究大陸地殼的元素豐度具有特殊意義。另壹種類似的方法是使用黃土，壹種更新世形成的細粒風成物質。這兩種方法可行性最有力的證明是，後太古代泥質巖、深海沈積物和黃土中的稀土元素(REE)組成模式與今天大陸上地殼中的相當。如果將泥質巖中的稀土元素含量降低20% ~ 30%，結果與現今大陸上地殼中的稀土元素含量完全壹致(圖1-15，圖1-660)大陸上地殼中稀土元素含量之所以低於泥質巖，是因為大陸上地殼中存在壹定量的稀土元素含量極低的碳酸鹽巖和蒸發巖。
圖1-15陸相上地殼與後太古代頁巖和黃土的稀土元素組成模式對比。
(根據高山，2005年)
黃土顯示的陰影區為黃土成分範圍；PAAS-澳大利亞後太古代頁巖(平均)；NASC-北美頁巖(組合)；ES-歐洲頁巖(組合)；中國東部後太古代頁巖(平均值)
圖1-16大陸上地殼稀土元素組成模式對比。
(據韓等，2003)
圖中數據來源:泰勒等人，(1985，1995)，肖等人，(1986)，韋德波爾(1995)，高等人，(1998)。
上述方法的優點不言而喻，但存在的問題是沈積物從母體形成的過程中發生了化學分異。泰勒和麥克倫南指出，細粒碎屑沈積巖中REE、Th、Sc、Co等元素的水巖分配系數很小，幾乎不溶於水，基本可以以碎屑沈積物的形式帶到沈積盆地，其相對含量可以定量反映其在大陸上地殼中的組成(圖1-17)。這些元素不僅包括不相容元素REE和Th，還包括相容元素Sc和Co，當形成穩定礦物或形成水巖分配系數大的元素時就會出現問題。例如，與上地殼的元素豐度相比，黃土相對富集SiO2 _ 2、Hf和Zr，這反映了機械和化學穩定的礦物如應時和鋯石在黃土中富集。然而，常量元素Na和Ca在黃土中的損失表明這些元素在遷移過程中最容易被淋溶。因此，細粒碎屑沈積巖方法最大的缺點是不能給出大陸上地殼中常量元素的豐度，微量元素也僅限於REE、Y、th、Sc、Co等水巖分配系數低的不相容元素和中度不溶元素。
圖1-17平均頁巖/上地殼豐度比與海水/上地殼豐度比。
確定了根據頁巖數據估算上地殼元素豐度的最有用元素。
(據泰勒等人，1995)
除Co(可能還有Ti)外，平均頁巖/上地殼豐度比變化1.5的元素進入水體(海水/上地殼:1.5元素分布於天然水體(海水/上地殼>:10-3)。它們易溶於天然水中，富集於化學沈積物中(如Ca、Na、Sr)或在後期風化、成巖和熱液蝕變中被活化(如Mg、U、B)。
大量研究表明，當巖石風化形成沈積物時，由於所有稀土元素都集中在粘土沈積物中，所以母稀土模式通常保存在粘土中，即最終形成的頁巖中。鈧、釔和釷在風化過程中的行為與稀土元素相似。圖1-15顯示不同頁巖的稀土元素分布模式非常相似，頁巖確實是很好的地殼成分平均值。因此，澳大利亞國立大學的S.R .泰勒(S.R.Taylor)和他的研究夥伴以稀土元素為出發點，來估算大陸上地殼的成分。細粒碎屑沈積巖不僅可以用來研究現今大陸上地殼的成分，還可以用來研究大陸上地殼成分隨時間的變化。
(3)大陸地殼生長的歷史方法
泰勒和麥克倫南(1985)提出大陸地殼質量的75%形成於太古代，25%形成於後太古代。後太古代大陸生長主要發生在島弧區，代表物質為島弧安山巖。基於上述知識，他們計算了現代大陸地殼的化學成分。
這種方法的問題在於，目前對大陸地殼生長歷史的認識差異較大，對不同地質時期大陸地殼原始物質性質的認識也不同。
(4)大陸地殼剖面法
20世紀70年代中期，人們對阿爾卑斯造山帶等地的研究表明，造山運動可以使下地殼甚至上地幔中的巖石大規模露出地表。裸露的陸殼剖面是研究陸殼元素豐度的良好樣品。意大利的伊夫雷亞帶是這壹思想的發源地，也是大陸地殼剖面研究最細致、最經典的地區。對大陸地殼剖面如意大利南部的卡拉布裏亞帶、加拿大的卡普斯卡斯隆起和南非的弗德福特構造帶也進行了深入研究。
深部大陸地殼上升到地表的機制仍不十分清楚。早期主要認為與碰撞造山過程有關，現在認為隆升機制多樣。比如擠壓隆升:逆沖斷層將深部地殼推至地表是最常見的深部地殼隆升機制，其大致模式如圖1-18所示。此外，還有壓扭隆起和隕石撞擊隆起。
圖1-18露出地表的大陸地殼剖面總模型。
(據韓等，2003)
大陸地殼剖面主要產於碰撞造山帶(如伊夫雷亞帶和卡拉布裏亞帶)、克拉通(如卡普斯開隆起和華北克拉通五臺-興和段)和島弧(如科希斯坦島弧)。
大陸地殼中的角閃巖-麻粒巖相巖石形成於不同地質時期的中下地殼條件下，但並非所有出露的角閃巖-麻粒巖相地體都能代表現今的中下地殼。識別大陸地殼剖面的標誌有:
1)規則變質分帶，由於不同深度形成的巖石不斷出露地表，大陸地殼剖面應呈現由低到高的規則變質分帶。
2)剖面上分布的麻粒巖形成於下地殼(600 ~ 1400 MPa)。
3)由於下地殼巖石密度大、磁性強，下地殼巖石出露地表方向應存在明顯的重磁異常。
4)識別為下地殼的出露巖石可直接延伸至地殼深部(圖1-18)。不同類型火成巖與地震波速度的關系見圖1-19。根據地震波速度與巖石類型和化學成分的關系，可以從地震測深結果推斷深部巖石成分。
5)從上地殼到下地殼，生熱率遞減。
已知只有Ivrea帶和地殼剖面上的Kapuskasing隆起能滿足上述所有條件。
圖1-19 150MPa侵入巖縱波速度隨成分的壓力變化。
(據韓等，2003)
㈤區域大規模抽樣分析
采集區域內不同時代、不同巖石類型的代表性樣品，對獲得的樣品進行分析測試，然後根據區域內各種巖石的比例計算區域的元素豐度。嚴格來說，這種方法得到的結果只代表地表或上地殼的元素豐度，因為它是在地表取樣的。該方法適用於基底巖石大面積出露的區域，在沈積蓋層發育的區域只能給出沈積蓋層的元素豐度。D.M. Shaw (1967，1986，1994)研究了848個樣品，得出了加拿大地盾的元素豐度。高山等(1992，1998)和顏、遲清華(1997)研究了大量樣品，得到了中國東部地殼的元素豐度。
(6)火山巖中地殼包裹體的研究方法。
堿性玄武質火山巖中的麻粒巖相或角閃巖相包裹體與地幔捕虜體壹起來自地殼深部，如澳大利亞東部、美國亞利桑那州傑羅尼莫、德國埃菲爾、法國中央地塊的麻粒巖捕虜體以及中國女山和漢諾壩的玄武巖。麻粒巖捕虜體多產於非克拉通地區，其中許多產於顯生宙造山帶或裂谷地區。
下地殼包裹體的識別標誌是:①包裹體是在下地殼的溫度和壓力條件下形成的；(2)寄生火山巖具有原始巖漿成分，並含有二輝橄欖巖捕虜體，表明寄主火山巖從深部快速上升並噴發。另壹方面，如果沒有二輝橄欖巖捕虜體，說明寄主巖漿是演化的，說明巖漿曾經停留在地殼中上部，可能發生了分異；(3)各種減壓構造、Mg-Fe相的優先熔融以及石榴石邊緣和裂紋中次生邊緣的形成，表明包裹體正從地殼深處迅速上升。
包裹體來自下地殼的最有力證據是礦物同位素組成的均壹化，使得包裹體的年齡與寄主火山巖的年齡相同。但如果地溫較低，下地殼礦物的同位素均壹化就無法實現。此時，如果礦物的變質年齡與噴發年齡相同，也可以認為是火山噴發時從下地殼帶來的包裹體。
(7)地球物理方法
大陸地殼剖面和麻粒巖捕虜體為研究下地殼提供了直接樣品，但這兩類樣品的分布非常有限。地球物理測深是大面積探測深部地殼特別是中下地殼性質的最重要方法。分為兩種方法:熱流法和地震波法。
1.熱流法
大陸地殼中的熱量由兩部分組成，壹部分是來自地幔的傳導熱(約20mw·m-2)；二是大陸放射性衰變產生的熱量。
熱流以熱傳導的方式穿過巖石圈，其數值可以通過測量鉆孔和礦井中的地溫梯度來計算。大陸地殼平均熱流為60mw·m-2。控制熱量產生的方程相當於菲克第壹定律。
地球化學
其中:q為某壹深度z處的熱流；它是溫度隨深度的變化率，稱為地溫梯度；K是巖石的導熱系數，在實驗室可以測得，平均值約為2w·m-1k-1。
大陸地殼中的部分熱流是由地殼中K、U、Th的放射性衰變產生的，其他放射性元素由於其放射性衰變元素含量較低，對地殼生熱貢獻不大。根據K、U、th在地殼中的豐度，計算出它們產生的熱量，大於這些元素從地殼表面均勻分布在整個地殼中時留在地殼中的熱值，說明這些元素的豐度必然隨著深度的增加而降低，K、U、Th的豐度與巖石類型有關(表1-31)，由於地幔熱流的變化，問題比較復雜。此外，熱流隨構造年代變化較大(圖1-20)。研究表明，大陸地殼是巖漿作用形成的，最初是熱的，後來逐漸冷卻，然後周期性的巖漿作用也會加熱地殼。另外，圖1-20看到的熱流變化也可以代表不同厚度的巖石圈。巖石圈是導熱邊界層，所以巖石圈厚度越大，來自地幔頂部的熱流越少。Nyblade & ampPollack (1993)指出，古太古代地殼下面的巖石圈極其厚，這壹觀點也得到了地幔包體年代學和溫壓計研究的支持。
表1-31各種巖石中U、Th和K的豐度和生熱
(據小白2013)
圖1-20熱流變化與構造年齡的關系
(據小白2013)
曲線I是地殼中放射性元素產生的熱量；曲線ⅱ是伴隨構造作用的熱擾動；曲線ⅲ是來自深部的背景熱。
圖1-21地震波速度與二氧化矽含量的關系
(據魯德尼克等人，1995)
在地表熱流已知的情況下，可以通過模擬產熱元素的分布和熱結構來制約地殼的物質組成。Guillou等人(1994)根據這種方法研究了加拿大阿比提比帶的地殼結構和巖石組成。
2.地震勘探法
地震波的縱波速度(vP)和橫波速度(vs)與巖石化學成分有對應關系。折射地震法可以給出不同深度的縱波地震速度和橫波速度，因此比其他地球物理方法更直接，是研究地殼深部物質組成的主要手段。如圖1-21所示，隨著SiO2 _ 2含量的降低，從酸性巖到超基性巖的巖漿巖P波速度逐漸增大，鎂鐵質礦物的波速高於長英質礦物。
就像地殼的厚度壹樣，地震波速度剖面在不同的地方差異很大。魯德尼克& ampFountian (1995)調查全球剖面數據庫，地殼可分為三層，速度結構可分為九種(圖1-22)。
圖1-22大陸地殼地震速率結構圖
(據魯德尼克等人，1995)
n是用於構造這種結構圖的截面數。
由於地震速度的變化與巖石的成分有關，Rudnick和Fountian (1995)給剖面指定壹個平均巖性來估計地殼的成分，然後用下地殼中包裹體組成的數據庫作為各巖性的成分。通過考察各種地殼剖面的範圍，估算了中下地殼的元素豐度，表明中地殼的成分相當於安山巖，在中地殼的溫度和壓力下，該巖石可能是以角閃石和斜長石為主的角閃石。下地殼成分相當於拉斑玄武巖，在變質專業術語中稱為鎂鐵質麻粒巖。
然而，巖石的地震波速度不僅受礦物和巖石化學成分的影響，還受溫度、壓力、礦物各向異性、巖石組構和流體等多種因素的制約，因此地震測深資料的解釋是多解的。高溫高壓下深部巖石物性實驗研究和地球化學示蹤研究是進壹步制約深部地球物理測深解釋的主要方法。